• Tremblements de terre

    Le tremblement de terre

     

    Le tremblement de terre, ou séisme, est l'un des pires cataclysmes que la Nature produit. Mais qu'est-ce qu'un tremblement de terre ? Un séisme est une secousse rapide et, quelquefois violente de la surface de la Terre, après une libération soudaine d'énergie depuis les entrailles du Globe.

    La croûte terrestre est composée d'une douzaine d'énormes blocs de matière appelés " plaques ". Ces plaques bougent continuellement les unes sur les autres en raison de 2 à 5 centimètres par année. La friction qui résulte de ces mouvements crée des tensions énormes au sein des plaques. Lorsque la tension est plus forte que la résistance des roches, les roches se brisent ou changent brusquement de position. Tout cela cause des vibrations (ou ondes sismiques) qui remontent jusqu'à la surface de la Terre. Au contacte de la surface, les ondes sismiques font trembler la Terre. Le point où la Terre trembles'appel l'épicentre. Le point où la tension se libère se nomme l'hypocentre. L'hypocentre se situe généralement à moins de 20 ou 30 km de la surface. Cependant, sous les chaînes volcaniques actives, il peut se trouver à des centaines de kilomètres de profondeur.

    L'intensité des tremblements de terre se mesure avec une échelle spéciale : l'échelle de Richter. Le tableau suivant en résume les principaux degrés.

    Cette échelle est basée sur la quantité d'énergie dissipée lors d'un séisme. Chaque degré libère dix fois plus d'énergie que son prédécesseur. Ainsi le degré 7 libère dix fois plus d'énergie que le degré 6, cent fois plus que le 5, mille fois plus que le 4, etc.

    Les tremblements de terre se produisent généralement le long de faille (limite entre deux plaques). L'Ouest de l'Amérique du Nord est souvent la proie des tremblements de terre en raison de la présence d'une faille importante : la faille de San Andréas.

    Origine des tremblements de terre?

    Lorsqu'un matériau rigide est soumis à des contraintes de cisaillement, il va d'abord se déformer de manière élastique, puis, lorsqu'il aura atteint sa limite d'élasticité, il va se rupturer, en dégageant de façon instantanée toute l'énergie qu'il a accumulé durant la déformation élastique. C'est ce qui se passe lorsque la lithosphère est soumise à des contraintes. Sous l'effet des contraintes causées le plus souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphère accumule l'énergie. Lorsqu'en certains endroits, la limite d'élasticité est atteinte, il se produit une ou des ruptures qui se traduisent par des failles. L'énergie brusquement dégagée le long de ces failles causent des séismes (tremblements de terre). Si les contraintes se poursuivent dans cette même région, l'énergie va à nouveau s'accumuler et la rupture conséquente se fera dans les plans de faille déjà existants. A cause des forces de friction entre les deux parois d'une faille, les déplacements le long de cette faille ne se font pas de manière continue et uniforme, mais par coups successifs, dégageant à chaque fois un séisme. Dans une région donnée, des séismes se produiront à plusieurs reprises le long d'une même faille, puisque cette dernière constitue un plan de faiblesse dans la lithosphère. A noter que les séismes ne se produisent que dans du matériel rigide. Par conséquent, les séismes se produiront toujours dans la lithosphère, jamais dans l'asthénosphère qui est plastique.

     

    Lorsqu'un séisme est déclenché, un front d'ondes sismiques se propage dans la croûte terrestre. On nomme foyer le lieu dans le plan de faille où se produit réellement le séisme, alors que l'épicentre désigne le point à la surface terrestre à la verticale du foyer.

    On distingue deux grands types d'ondes émises par un séisme: les ondes de fond, celles qui se propagent à l'intérieur de la terre et qui comprennent les ondes S et les ondes P, et les ondes de surface, celles qui ne se propagent qu'en surface et qui comprennent les ondes de Love et de Rayleigh.

    Les ondes P sont des ondes de compression assimilables aux ondes sonores et qui se propagent dans tous les états de la matière. Les particules se déplacent selon un mouvement avant-arrière dans la direction de la propagation de l'onde. Les ondes S sont des ondes de cisaillement qui ne se propagent que dans les solides. Les particules oscillent dans un plan vertical, à angle droit par rapport à la direction de propagation de l'onde. Les ondes de Love ou ondes L sont des ondes de cisaillement, comme les ondes S, mais qui oscillent dans un plan horizontal. Elles impriment au sol un mouvement de vibration latéral. Lesondes de Rayleigh sont assimilables à une vague; les particules du sol se déplacent selon une ellipse, créant une véritable vague qui affecte le sol lors des grands tremblements de terre.

    Mesure d'un tremblement de terre?

    Nous disposons de deux échelles pour évaluer les tremblements de terre: l'échelle de Mercalli et l'échelle de Richter. Aujourd'hui, nous n'utilisons que celle de Richter, mais les séismes du passé ne peuvent être évalués que selon celle de Mercalli.

    L'échelle de Mercalli a été développée en 1902 et modifiée en 1931. Elle indique l'intensité d'un séisme sur une échelle de I à XII. Cette intensité est déterminée par deux choses: l'ampleur des dégâts causés par un séisme et la perception qu'a eu la population du séisme. Il s'agit d'une évaluation qui fait appel à une bonne dose de subjectivité. De plus, la perception de la population et l'ampleur des dégâts vont varier en fonction de la distance à l'épicentre. On a donc avec cette échelle, une échelle variable géographiquement. Mais, à l'époque, on ne possédait pas les moyens d'établir une échelle objective.

    L'échelle de Richter a été instaurée en 1935. Elle nous fournit ce qu'on appelle la magnitude d'un séisme, calculée à partir de la quantité d'énergie dégagée au foyer. Elle se mesure sur une échelle logarithmique ouverte; à ce jour, le plus fort séisme a atteint 9,5 sur l'échelle de Richter (Chili). Cette fois, il s'agit d'une valeur qu'on peut qualifier d'objective: il n'y a qu'une seule valeur pour un séisme donné. Aujourd'hui, on utilise un calcul modifié du calcul originel de Richter, en faisant intervenir la dimension du segment de faille le long duquel s'est produit le séisme.

    Le graphique qui suit met en relation, la magnitude des séismes, sur échelle arithmétique, et l'énergie dégagée au foyer, sur échelle logarithmique; il présente aussi une comparaison entre quelques séismes les plus connus.

    Un des grands séismes du Québec est celui de la Malbaie, en 1925. On le place ici avec une magnitude de l'ordre de 7, au même niveau que celui de San Francisco en 1989, mais il faut voir qu'en 1925, l'échelle de Richter n'était pas connue et qu'on ne possédait pas les instruments pour enregistrer l'énergie dégagée au foyer. C'est uniquement par comparaison avec son intensité évaluée à 11 sur l'échelle de Mercalli qu'on suppose que sa magnitude était de cet ordre. Cette courbe nous montre, qu'avec une progression arithmétique de la magnitude, l'énergie dégagée au foyer croît de manière exponentielle. En clair cela signifie qu'un séisme de magnitude 8, comme celui de Mexico en 1985 n'est pas 25% plus fort qu'un séisme de magnitude 6 comme celui de Saguenay en 1988, mais 1000 fois plus fort.

    Localisation d'un tremblement de terre à la surface de la planète?

    En moins d'une heure après un tremblement de terre, on nous annonce son épicentre. Comment arrive-t-on à localiser aussi rapidement et avec autant de précision un séisme?

    Les ondes P se propagent plus rapidement que les ondes S; c'est cette propriété qui permet de localiser un séisme. Les ondes sismiques sont enregistrées en plusieurs endroits du globe par des appareils qu'on nomme sismographes. En gros, il s'agit d'un appareil capable de "sentir" les vibrations du roc; ces vibrations sont transmises à une aiguille qui les inscrit sur un cylindre qui tourne à une vitesse constante. On obtient un enregistrement du type de celui-ci.

    En un lieu donné, comme les ondes P arrivent en premier, il y aura sur l'enregistrement sismographique un décalage entre le début d'enregistrement des deux types d'ondes; ici par exemple, il y a un retard de 6 minutes des ondes S par rapport aux ondes P.

    Les vitesses de propagation des deux types d'ondes dans la croûte terrestre ont été établies et on possède par conséquent des courbes étalonnées, comme celle-ci.

    Ce graphique nous dit, par exemple, que pour franchir une distance de 2000 kilomètres, l'onde P mettra 4,5 minutes, alors que l'onde S mettra 7,5 minutes pour parcourir la même distance; il y a un décalage de 3 minutes. Pour un séisme donné, il s'agit de trouver à quelle distance sur ce graphique correspond le décalage obtenu sur l'enregistrement sismographique; on obtient alors la distance entre le séisme et le point d'enregistrement. Dans notre exemple, la distance qui correspond à un décalage de 6 minutes est de 5000 km. Ceci ne nous donne cependant pas le lieu du séisme à la surface du globe. Pour connaître ce point, il nous faut au moins trois enregistrements.

    Dans cet exemple, considérons les enregistrements d'un séisme en trois points: Halifax, Vancouver et Miami. Les enregistrements indiquent que le séisme se situe dans un rayon de 560 km d'Halifax, un rayon de 3900 km de Vancouver et un rayon de 2500 km de Miami. On situe donc le séisme au point d'intersection des trois cercles, soit à La Malbaie. En pratique, on utilise évidemment plus que trois points.

    Tsunami et raz de marée: catastrophe consécutive à un séisme.

    Le tsunami (nom tiré du japonais) engendre un phénomène particulièrement destructeur consécutif à un mouvement du fond sous-marin généré par un séisme, une éruption volcanique ou un glissement de terrain. Il est en quelque sorte sournois parce qu'il peut survenir plusieurs heures après l'événement. Ce schéma illustre la nature d'un tsunami engendré par un soulèvement du fond marin causé par un séisme.

    (A) Le soulèvement du fond marin engendre un gonflement de la masse d'eau. Ce gonflement donne lieu à une vague qui en surface de l'océan est à peine perceptible (de quelques centimètres à moins d'un mètre d'amplitude en général), mais qui s'enfle en eau peu profonde pour atteindre des amplitudes pouvant aller jusqu'à 30 m. La vitesse de propagation de ces vagues est de 500 à 800 km/heure en eau profonde (milliers de mètres), diminuant à quelques dizaines de km/heure en eau peu profonde (moins de 100 m). La périodicité des vagues est de l'ordre de 15 à 60 minutes. Ainsi, un tsunami initié par un mouvement du fond marin à la suite d'un séisme qui se sera produit à 1000 km des côtes viendra frapper ces dernières environ 2 heures plus tard. On peut aisément imaginer l'effet destructeur de telles vagues déferlantes sur les côtes habitées et les populations. Le phénomène de la vague déferlante qui balaie tout sur son passage est appelée raz de marée.
    (B) À l'approche de la première vague de tsunami, il se produit d'abord un retrait de la mer (ce qui est de nature à attirer les curieux!).
    (C) Vient ensuite la première vague.
    (D) Celle-ci peut être suivie d'un second retrait, puis d'une autre vague, et ainsi de suite. On compte normalement quelques vagues seulement qui en général diminuent progressivement en amplitude.

    Le 26 décembre 2004, l'île de Sumatra (Indonésie) a connu un des plus grands séismes jamais enregistrés (M = 9,0). Ce dernier a engendré un puissant tsunami qui s'est propagé dans tout le golfe du Bengale et dans l'océan indien, causant une destruction indescriptible. Vous trouverez un résumé de ce triste événement en cliquant ici.

    Les tremblements de terre et la tectonique des plaques.

    Les séisme n'ont pas une répartition aléatoire à la surface de la planète, mais sont répartis selon un patron bien défini. Cette répartition ordonnée vient appuyer la théorie de la tectonique des plaques, particulièrement, en ce qui concerne l'existence de zones de subduction. On retrouve les séismes surtout aux frontières des plaques lithosphériques. De plus, on distingue trois classes de séismes, en fonction de la profondeur où ils se produisent: les séismes superficiels qui se produisent en faible profondeur, soit dans les premières dizaines de kilomètres, et qui se retrouvent autant aux frontières divergentes, c'est à dire le long des dorsales médio-océaniques qu'aux frontières convergentes au voisinage des fosses océaniques; les séismes intermédiaires qui se produisent entre quelques dizaines et quelques centaines de kilomètres de profondeur et se concentrent uniquement au voisinage des limites convergentes; les séismes profonds qui se produisent à des profondeurs pouvant atteindre les 700 km, soit en pratique la base de l'asthénosphère, et qui se trouvent exclusivement au voisinage de limites convergentes.

    A la convergence de plaques, les trois classes de séismes se distribuent selon un patron défini. Prenons comme exemple la zone de convergence Kouriles-Japon dans le nord-ouest du Pacifique.

    On y voit que les trois classes de séismes se répartissent selon des bandes parallèles aux fosses océaniques: d'est en ouest, séismes superficiels, séismes intermédiaires et séismes profonds. Pour comprendre cette répartition, faisons une coupe (A-B) à la hauteur des Kouriles.

    Cette coupe montre que la plaque du Pacifique, à droite, vient s'enfoncer sous la plaque eurasienne, à gauche, provoquant le volcanisme qui forme l'arc insulaire des Kouriles. Là où les deux plaques lithospériques rigides entrent en collision et se courbent, les fractures dans la lithosphère produisent des séismes de faible profondeur. L'enfoncement d'une plaque rigide dans l'asthénosphère plastique ne se fait pas sans ruptures et fractures dans cette plaque, ce qui déclenche des séismes intermédiaires et des séismes profonds. Puisque les séismes ne peuvent être initiés que dans du matériel rigide, cassant, on a ici une belle démonstration qu'il y a bel et bien enfoncement de plaque lithosphérique rigide dans l'asthénosphère, sinon il n'y aurait pas de séismes intermédiaires et profonds. C'est la raison pour laquelle les séismes intermédiaires et profonds sont confinés aux frontières convergentes. La répartition des foyers des trois classes de séismes dans cette plaque qui s'enfonce explique la répartition des épicentres en surface.

    Voici une bonne illustration de ce qui vient d'être dit. Cette carte présente l'historique des séismes au El Salvador. Elle est tirée du site http://neic.usgs.gov/ qui donne beaucoup d'information sur ce séisme du 12 janvier 2001 et que vous êtes invités à visiter. Elle montre la répartition des séismes en fonction de leur profondeur

     

    Pouvez-vous identifier les plaques tectoniques impliquées (il y en a trois, délimitées par les traits jaunes)?

    Cette autre carte, tirée du même site internet, présente l'historique des séismes dans le sud du Pérou. La région d'Arequipa, à quelques 750 km au sud-est de Lima, la capitale a connu, le 23 juin 2001, un séisme qui se classe parmi les plus grands (magnitude de 8,1 sur l'échelle de Richter). Sa localisation est indiquée par l'étoile.

    La carte présente les séismes en fonction de leur profondeur. Comme pour la carte précédente, pouvez-vous identifier les plaques tectoniques impliquées et le contexte tectonique? Pouvez-vous expliquer cette distribution des épicentres des séismes?

    A la divergence de plaques, la lithosphère océanique dépasse rarement les 10-15 km, ce qui fait qu'il ne peut y avoir que des séismes superficiels. Les mouvements qui se produisent sous la lithosphère (convection) se font dans une asthénosphère plastique et par conséquent ne peuvent engendrer de ruptures.

    Même si la grande majorité des séismes se situe aux frontières de plaques, il n'en demeure pas moins qu'on connaît de l'activité sismique intraplaque, c'est à dire à l'intérieur même des plaques lithosphériques. Par exemple, les séismes associés aux volcans de points chauds sur les plaques océaniques sont communs (voir au point 1.3.2). Il y a aussi des séismes intraplaques continentales, plus difficile à expliquer. Un cas près de nous est la séismicité de la région de Charlevoix, au Québec.

     Toute la côte nord de l'Algérie se situe dans une zone tectonique des plus propices aux tremblements de terre. On se souviendra du grand séisme dévastateur d'Al Asnam en 1980 qui a fait 3500 morts. La côte nord de l'Algérie est traversée par une limite de plaques lithosphériques continentales convergentes: la plaque eurasienne, au nord, chevauche la plaque africaine au sud. C'est dans cette faille de chevauchement que se déclenchent les séismes de la région.

    Pour placer la côte algérienne dans le contexte des plaques tectoniques, cliquez plaques.
    Pour les détails, consultez http://neic.usgs.gov/ d'où est tirée la carte ci-dessous qui présente l'histoire sismique de la région depuis 1990. Vous remarquerez que tous les séismes (points orangés) sont superficiels, dans la zone entre 0 et 33 km de profondeur.

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Image qui suit la souris

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